海洋重力测量课件

§4.2

：重力仪与野外重力测量方法§4.2.1海洋重力仪

一、海洋重力仪简介

二、重力仪基本原理

§4.2.2野外重力测量方法一、陆地野外重力测量方法

二、海洋野外重力测量海洋重力测量§4.2：重力仪与野外重力测量方法海洋重力测量

目前，世界上最先进的可移式绝对重力仪为法国和意大利的产品，其准确度约为±0.05g.u.。

我国是当今少数几个能进行绝对重力测量的国家之一。国家计量科学院从1964年开始研制绝对重力仪。1985年制造出NIM-Ⅱ和NIM-Ⅲ型可移式绝对重力仪，准确度为±0.14g.u.。

整体而言，重力仪分为绝对重力仪和相对重力仪两大类：

绝对重力仪：用来测定重力的全值，或称绝对重力值的仪器。

相对重力仪：测定的是两点间的重力差，即相对重力值。通常所说的重力仪是指相对重力仪。目前，世界上最先进的可移式绝对重力仪为法国和意大

随着海洋重力测量技术的发展，海洋重力仪的发展大致可分为三个阶段：阶段1：第一代海洋重力仪－摆仪

初期测量精度较低，1937年得到改进，将测量精度提高到±5～±15mGal，主要使用时间是20世纪20年代到20世纪50年代。这种重力仪操作复杂，计算繁琐，测量时间长，效率低且费用高。所以很快被取代。我国基本上没有开展过摆仪进行的海洋重力测量。这一时期，海洋重力测量的主要方式是海底定点静态测量。阶段2：第二代海洋重力仪－摆杆型海洋重力仪

代表产品：德国Graf-Askania公司生产的GSS2型重力仪（后改为KSS5型）和美国拉科斯特－隆贝格（LaCoste-Romberg）公司生产的L&R型重力仪。随着海洋重力测量技术的发展，海洋重力仪的发展大致可分

早期：将陆地重力仪增加阻尼并安装在稳定平台或常平架上，用于船只走航重力测量。

完善：对重力仪的弹性系统进行刚性强化进一步增大阻尼，建立反馈回路和滤波系统，使之进一步完善。

使用时间：20世纪60年代至今。

测量精度：中级海况±1mGal；平静海况±0.7mGal；

存在问题：交叉耦合效应引起的测量误差较大。早期：将陆地重力仪增加阻尼并安装在稳定平台或常平架上，阶段3：第三代海洋重力仪－轴对称海洋重力仪

代表产品：德国Bedenseewerk公司生产的KSS30型海洋重力仪和美国Bell航空公司生产的BGM-3型海洋重力仪。

轴对称重力仪在20世纪60－70年代研制，80年代后趋于成熟。采用力平衡加速度计代替了摆杆，通过测量力平衡时反馈的电流变化得到重力变化。

精度：平静海况±0.2～±0.5mGal；恶劣海况±0.4～±1.0mGal；

优势：不受水平加速度的影响，从根本上消除了交叉耦合效应，在恶劣海况条件下能较可靠地工作；配备计算机可直接进行厄特弗斯改正、正常重力场、空间异常和布格异常计算，即具备实时处理能力。

除了这些主流重力仪之外，还一类振弦海洋重力仪，一直在不断地改进和完善。通过测量弦的谐振频率得到重力的变化。阶段3：第三代海洋重力仪－轴对称海洋重力仪代表产品：德§4.2

：重力仪与野外重力测量方法§4.2.1海洋重力仪

一、海洋重力仪简介

二、重力仪基本原理

§4.2.2野外重力测量方法一、陆地野外重力测量方法

二、海洋野外重力测量海洋重力测量§4.2：重力仪与野外重力测量方法海洋重力测量在任意时刻t自由落体的运动方程为：落体的起始高度从起始高度起算的下落时间下落时的初速度重力1、绝对重力仪的工作原理

绝对重力仪是根据自由落体定律研制的，具体分为自由下落法和对称自由运动法（也称上抛法）。自由下落法：在任意时刻t自由落体的运动方程为：落体的起始高度从起始高假设落体在三个位置上的参数分别为：设：自由下落法原理示意图则：假设落体在三个位置上的参数分别为：设：自由下落法原理示意图则激光干涉系统原理图

激光束分成两路：

一路经主分光镜反射至主体直角棱镜1；

一路透过主分光镜，经反射镜6反射至固定参考主体直角棱镜7；

这两路光束分别经棱镜1和7的折射，再通过主分光镜5、反射镜8和透镜9一起反射进入光电倍增管10。主体直角棱镜1装在自由落体上，它的光心和落体的质心重合；由高度稳定的氦-氖激光器2射出的光束通过狭缝3和准直透镜4而投射至主分光镜5上；激光干涉系统激光干涉系统原理图激光束分成两路：主体直角棱镜落体的下落过程中，两光束的光程差不断改变，它们在空间叠加时就形成明暗交替的干涉条纹，这个光程差就是落体下落距离的变化。记录出干涉条纹数目，由下式即可求得自由落体下落的距离：

干涉条纹数是用电子计数器计数，由光电倍增管输出；采用铯(铷)原子钟记录时间；自由落体应安置在高真空度的容器内下落；激光波长干涉条纹数落体的下落过程中，两光束的光程差不断改变，它2、相对重力仪的工作原理

一个具有恒定质量的物体在重力场中的重量随重力ｇ值的变化而变化。如果用另外一种力或力矩（弹力、电磁力等）来平衡这种重力（即重量）或重力矩的变化，则通过对该物体平衡状态的观测，就有可能测量出重力的变化或两点间的重力差值。用于相对重力测量的重力仪就是根据物体平衡状态的观测测量重力的变化。相对重力仪原理示意图

按物体受力而产生位移方式的不同，重力仪可分为平移式和旋转式两大类。2、相对重力仪的工作原理一个具有恒定质量的物体在重力（1）平移式：

日常生活中使用的弹簧秤从原理上说就是一种平移式重力仪。设弹簧的原始长度为S0，弹力系数为k，挂上质量为m的物体后，其重量mg与弹簧形变产生的弹力大小相等时，重物处在某一平衡位置上，其平衡方程式为：平衡时弹簧的长度（1）平移式：平衡时弹簧的长度

如果将该系统分别置于重力值为g1和g2的两点上，则弹簧的伸长量不同，平衡时弹簧的长度分别为S1和S2，由此可得：

只要k和m不变，两点间的重力差与重物的线位移差成正比。比例系数C称为重力仪的格值，用它就可以将重物的位移量换算成重力差。重物的线位移差两点之间的重力差如果将该系统分别置于重力值为g1和g2的两点上，零长弹簧：是拉科斯特大约在1932年设计的，这种弹簧的弹力与弹簧支点到力作用点之间的距离成比例，即弹力与弹簧的长度，而不是与它们的伸长量成比例，意味着应力-应变曲线是一条通过原点的直线，好像弹力为“零”时对应的弹簧起始长度为零。制作零长弹簧的办法是在制造弹簧时先施加一个预应力。拉科斯特&隆贝格（L&R）重力仪（2）旋转式：零长弹簧：是拉科斯特大约在1932年设计的，这种弹簧的弹力与

仪器的弹性系统结构包括：

重块、秤臂、零长弹簧（主弹簧）及消震弹簧，上下摆杆，连杆；测微螺旋等。当重力改变时，秤臂倾斜；旋转测微螺旋，使摆杆上下倾斜，带动主弹簧，让秤臂回到零点位置。仪器结构①弹性系统L&R重力仪弹性系统结构图仪器的弹性系统结构包括：仪器结构①弹性系统L&R重力

采用上下两根摆杆来传动：放大主弹簧的伸长量；消震弹簧的作用：使旋转轴O成为虚轴，大大减小了摆系对旋转轴的摩擦系数；削弱振动影响，使摆的约化长度保持不变；将旋转轴移至O点，使摆长减小，主弹簧上端点坐标x也减小，从而提高了灵敏度。L&R重力仪弹性系统结构图L&R重力仪弹性系统装在由热敏元件控制的恒温箱内。采用上下两根摆杆来传动：放大主弹簧的伸长量；L&R

秤臂OB从转轴O到质心的长度为ｌ，主弹簧A端固定在Y轴上，且OA=OB=常数b。主弹簧为零长弹簧，其变形后长度为L，弹力系数为K。设秤臂与Y轴夹角为，则其平衡方程式为：O点到主弹簧中轴线的垂直距离因为A点坐标为（0，y），B点坐标为（x1,y1），则有：

工作原理L&R重力仪工作原理图（１）（２）秤臂OB从转轴O到质心的长度为ｌ，主弹簧A端固定在Y轴上由于：将（4）式代入（3）式有：两边取微分有：由于：将（4）式代入（3）式有：两边取微分有：L&R重力仪有两套读数装置：人工光学读数装置；与计算机相连的电容放大读数装置；1：目镜座；8：聚光镜；2：目镜筒；9：灯泡；3：刻度片；4：场镜；5：全反射镜；6：物镜；7：指示丝；光学读数系统示意图仪器结构②读数系统L&R重力仪有两套读数装置：1：目镜座；8：聚光镜；光学读

A为平衡体的负荷，A1,A2为两块金属板，它们和A组成两个平行板电容器C1,C2。Z1，Z2

为电桥中两个阻值一定的电阻，Vi为输入频率稳定的电信号，V0是输出电信号。电容放大读数系统示意图

当A位于A1和A2正中间时，C1=C2，Z1C1=Z2C2；电桥平衡，无输出信号。在重力变化后，负荷A有位移，使C1不等于C2，输出信号V0不等于零。该信号被送入锁相放大器中，经放大、整流、滤波后送入记录仪中，用放大了的电流推动记录笔在记录仪上自动记录下来。仪器结构②读数系统A为平衡体的负荷，A1,A2为两块金属板，它们和A组

其一：静力平衡系统，用来感受重力的变化，又叫灵敏系统，是仪器的心脏。当重力变化时，系统中的平衡体（重荷）便会产生位移。

其二：测读系统，用来观察平衡体的移动，并测量位移的大小。根据平衡体的位移，可以换算出重力的变化。

对灵敏系统：必须具有较高的灵敏以便感受出微小的重力变化；

对测读系统：应具备足够大的放大能力以分辨出平衡体微小的移动，能够测量较大的重力变化范围，比及读数与重力变化间的换算方法简单。重力仪原理小结

不同类型重力仪的构造虽然差别甚大，但任何一台重力仪都有两个最基本的部分：其一：静力平衡系统，用来感受重力的变化，又叫§4.2

：重力仪与野外重力测量方法

§4.2.1海洋重力仪

一、海洋重力仪简介

二、重力仪基本原理

§4.2.2野外重力测量方法一、陆地野外重力测量方法

二、海洋野外重力测量海洋重力测量§4.2：重力仪与野外重力测量方法海洋重力测量

重力野外测量可划分为三个步骤：现场踏勘与编写技术设计，仪器的检查与标定以及野外测量。（一）、重力测量的技术设计一、陆地野外重力测量方法

技术设计中主要解决的问题是：工作任务要求；工作比例尺的确定；精度要求和各项误差的分配；野外工作方法的选择等；重力野外测量可划分为三个步骤：现场踏勘与编写技术1、重力测量的地质任务

作为地球物理勘探手段，确定地下矿藏的分布；用于地球动力学研究，测定地球的弹性、密度以及地壳的构造；用于天体力学研究，研究天体运动；

用于大地测量学研究，为归算观测成果和研究地球形状提供参数；用于航天科学研究，为空间飞行器的轨道计算和惯性导航提供服务；2、工作比例尺的确定

工作比例尺：是提交的重力异常图的比例尺。1、重力测量的地质任务作为地球物理勘探手段，确定

1：100万和1：50万：

主要用于重力空白区，用以研究区域构造和地壳深部构造，大体上对应地质上的概查；

1：20万和1：10万：

主要用于能源普查或经区域调查确定的成矿远景区，对应着地质上的普查。

1：5万或1：2.5万：

主要用于局部异常体和局部构造，它对应着地质上的详查。地质调查中常用的比例尺有：工作比例尺决定了测线、测网和测点的设计1：100万和1：50万：地质调查中常用的比例尺

小比例尺测量：对测网形状没有严格要求，可沿一些交通路线布置，并使测点均匀分布全区，成果图上每平方厘米0.5-3个点。

大比例尺测量：建立比较规则的测网。

----走向不明或等轴状勘探对象，宜采用点线距相等的方形网；

----在地表投影有明显走向的勘探对象，采用矩形网，测线方向与走向垂直。不同的比例尺对测网的要求：测网：开展面积性测量时，根据工作任务的要求，将测点在测区内均匀分布组成测网。测网的大小和形状由勘探任务及勘探对象的大小和形状来决定。小比例尺测量：对测网形状没有严格要求，可沿一些

普查：是以不漏掉最小的、有工业开采意义的矿体产生的异常为原则，即至少应有一条测线穿过该异常。

点线距要求：不大于该异常的长度；应保证至少有2-3个测点处在矿体异常的宽度范围内，一般为线距的1/2-1/10。不同的比例尺对测线及测点距的要求：

详查或更高精度的测量：其原则是在异常范围内，相邻两点间的异常可视为线性变化，能准确勾绘出异常的形态，并应在极值点或拐点附近加密测点，以便准确地确定极值大小及位置。

点线距要求：点线距均要缩小。测线：布设在一条直线上的测点组成测线。普查：是以不漏掉最小的、有工业开采意义的矿体产3、精度要求及误差分配海洋重力测量的误差包括：

（1）与海洋重力仪本身测量过程有关的误差Vi；（如仪器固有误差、外界干扰加速度引起的测量误差、温度系数改正误差、格值测定误差和仪器零点漂移改正误差等。）（2）厄特弗斯改正不精确引起的误差Ve；（3）空间改正误差Vf；（重力仪弹性系统到大地水准面之间的高度不准确引起的）（4）定位不精确引起的误差Vp；（5）与重力基点有关的误差Vb；（基点联测误差和基点比对误差）3、精度要求及误差分配海洋重力测量的误差包括：重力异常的精度一般用异常的均方误差来衡量，它包括重力观测值的均方误差和对重力观测值进行校正时各项校正值的均方误差。重力异常的均方误差应根据地质任务和工作比例尺来确定。如：1：20万比例尺精度应高于±2mGal，1：50万比例尺精度高于±3mGal；在满足重力异常精度要求的前提下，可以根据仪器性能、工区地形情况、测地工作技术条件等合理地分配重力观测值均方误差与各项校正项的均方误差。误差分配合理，可以使野外施工提高工作效率，降低生产费用。重力异常的精度一般用异常的均方误差来衡量，它包括重力观

路线测量：一般用于概查或普查阶段，重力测点沿交通方便的道路布置，测点大致均匀分布，线距没有严格要求。

剖面测量：多用于详查或专门性测量，剖面线方向应垂直地质体走向，并尽可能通过地质体在地面投影的中心部位，测点不能偏离剖面线，在正常值区点距可大些。

面积测量：是重力测量的基本形式，它可以提供工区内重力异常全貌。4、

重力测量方式

重力测量的方式为路线测量、剖面测量和面积测量。路线测量：一般用于概查或普查阶段，重力测点沿交在进行野外施工之前和施工过程中，定期对使用重力仪进行认真检查和调校与实验和标定。

仪器的检查与调校项目包括：测程、面板位置、水准器位置、亮线灵敏度等，并应按上述顺序进行。

仪器性能的试验包括：静态试验、动态试验和一致性试验。仪器的标定一般指仪器格值标定，特殊情况下还要进行温度系数、气压系数和磁性系数的标定。（二）、仪器的检查与标定

重力仪的（纯）零点漂移：是指仪器的弹性元件疲劳等造成的仪器读数的变化。

重力仪的混合零点漂移：是指仪器的零点漂移、重力固体潮、温度变化的影响等几种因素的叠合效应。

在进行野外施工之前和施工过程中，定期对使用重

目的：了解重力仪零点漂移的规律及静态条件下的测量精度。试验时，要求在仪器稳定后连续进行至少五昼夜的连续观测。

观测要求：每30分钟在模拟记录曲线上打时标一次，每10分钟打印一次记录，每30分钟测量一次水深和潮高（供高度改正）。静态试验一般与重力基点比对工作结合进行，以获得零点漂移改正值。（1）重力仪的静态试验目的：了解仪器动态混合零点漂移的速率；在动态观测下仪器达到的可能精度；确定最佳工作时间范围；确定最大线性零点漂移时间间隔；

动态试验是在接近野外施工条件下进行，选取具有一定重力差的两个点（或多个点），采用与施工相同的运输方式，以多次重复观测的方法进行。两点间单程观测时间间隔约10-15分钟，同时记录气温。试验时间应超出开工前和收工后各一小时，并不少于12小时。（2）重力仪的动态试验目的：了解重力仪零点漂移的规律及静态条件下的测量精度。（三）、重力野外测量方法1、基点网的布置与观测2、普通点、检查点、补充点的布置与观测3、测地工作1、基点网的布置与观测基点：重力仪本身存在着无法消除的零点漂移，随着观测时间的延长，零点漂移积累愈大，而且往往与时间呈非线性关系。因此，用重力仪在测点上进行观测时，需要一些精度更高、重力值已知的点来控制，称为基点。基点网：基点在观测时都要联成封闭的网络，这些网叫基点网。任一测段的重力普通点观测均应从基点开始，并终止于基点。①控制重力普通点的观测精度，避免误差的积累；②检查重力仪在某一段工作时间内的零点漂移，确定零点漂移校正系数；③推算全区重力测点上的相对重力值或绝对重力值。一般要求基点的精度比普通点高出1倍以上。基点网的作用：（三）、重力野外测量方法1、基点网的布置与观测1、基点网的布

根据仪器的最大线性时间间隔和交通运输条件、观测时间长短来确定基点网的密度，使之均匀分布全区。为保证基点网测量的精度，应用一台或多台精度高的仪器观测；采用快速的交通工具运送；观测路线应按闭合环路进行，环路中的首尾点必须联测；当需建立多个环路时，每个环路中必须包含相邻环路中两个以上基点作为公共基点，以便最后对基点网进行平差。基点应布置在交通干线上，地物地貌标志明显，周围无震源，地点稳固，并按规定统一编号和建立永久或半永久性标志。基点网的布置：根据仪器的最大线性时间间隔和交通运输条件、观测

以能对观测数据进行可靠的零点漂移校正，能满足设计提出的精度要求为原则。当所用的重力仪其零点漂移很小又近于线性时，可以单向循环重复或往返重复方式进行。否则，应采用多台仪器多次重复观测方法。目前最常用的是三重小循环观测。单向循环重复顺序是：1-2-3……1-2-3……

往返重复顺序是：1-2-3……3-2-1

三重小循环顺序是：1-2-1-2-3-2-3-4-3-4-…….

每台仪器的合格观测数据，于相邻两点间（一个边段）可得一个独立增量。按有关规定，基点网的每一边段上应有3个以上的独立增量。基点网上的观测方法:以能对观测数据进行可靠的零点漂移校正，能满足设2、普通点、检查点、补充点的布置与观测（1）普通点的布置与观测：

普通点：是测区内为获得探测对象引起的重力异常而布置的观测点。布置：应按设计书中提出的测网形状、点线距等均匀布设在全区。观测：一般采用单次观测，但都必须在规定时间内（即最大线性时间间隔内）起止于基点上。（2）检查点的布置与观测：检查点：为检查普通点的观测质量，抽取一定数量的点做检查观测。布置：检查点在时间上与空间上都大致均匀，即每天的观测和每一条测线上的点都应受到检查。应占普通点总数的5%-10%，在大面积的区域调查中也不应少于3%。

观测：检查观测与初次观测时所用的仪器不同，操作人员不同、观测路线不同。检查观测不应集中于施工后期统一进行，而应在平时的普通点观测之中穿插进行，以便及时发现问题而尽快解决。2、普通点、检查点、补充点的布置与观测（1）普通点的布置与观

当在施工过程中发现了重力异常，或可能是我们寻找的目标异常时，有时需要布置补充观测。

原则：保证重力异常的可靠、明显和完整

补充观测的布置时：

可以另外选择垂直异常走向或穿过异常区的测线；可以在原测网基础上进行测线、测点的加密；可以在原测线上延伸。（3）补充观测：当在施工过程中发现了重力异常，或可能是我们寻找

为了重力测量的进行和对测量结果进行各项校正，需进行一定的测地工作。在施工时常占去1/3-2/3的人力和投资。测地工作的内容包括：（1）按照技术设计要求布设重力测网，提供野外的重力测点位置。（2）确定重力测点的坐标；进行正常场校正和展点绘图。（3）确定重力测点的绝对或相对高程；进行高度校正和中间层校正。（4）当测区内地形起伏较大，需作相应比例尺的近区地形测量。进行地形校正。3、测地工作测量方法：

利用地形图定点、读高程；利用航空照片定点和确定高程；利用经纬仪定点；利用水准仪、气压测高计定高程；利用卫星定位技术等。

由于测地工作量大，技术要求高，需由专门从事测绘技术的人员来完成。为了重力测量的进行和对测量结果进行各项校正，需进行一§4.2

：野外重力测量方法一、陆地野外重力测量

二、海洋野外重力测量海洋重力测量§4.2：野外重力测量方法海洋重力测量根据地质任务确定具体的测量技术，包括：测网与测线的布设、观测精度、观测技术措施的选择。1、重力测量技术a.测网与测线的布设：

海洋重力测量测线的布设密度和测图比例尺，要根据任务和条件来确定，主要考虑满足计算平均空间重力异常的精度要求，同时满足某些海域计算垂线偏差的精度要求。根据地质任务确定具体的测量技术，包括：测网与测线的布布设原则：----测线网的主、副测线一般布成正交形，近海主测线应尽量垂直于区域地质主要构造线或海底地形走向线的方向；

----远洋区主测线如无特殊地质构造情况，可按南北向布设或与等深线垂直方向布设。

----海底地形复杂地带，要适当加密测线，加密的程度以能完善地反映重力异常变化为原则。

----对测区中的岛屿四周水域，适当布成放射状网。

----对于相邻图幅、前后航次、不同类型仪器、不同作业单位之间的结合处要有检查测线或重复测线。布设原则：b.观测精度：规定异常值的最低限必需大于3倍均方误差。重力测量目前还没有统一的精度分级标准。c.观测技术：①仪器的检查、标定：重力仪—静态、动态试验（检查“零漂”），一致性试验，格值标定。②重力观测：★建立重力基点（网）：--岸上基点：建立在沿岸港或岛屿的固定深水码头上，并设立牢固的标志。--海上基点：通常设在开阔水域内，海底地形平坦，为砂或泥底质。--远洋区域无法建立基点时，应收集和采用其它国家在大洋中已建立的较高精度的重力点作为基点。b.观测精度：规定异常值的最低限必需大于3倍均方误差。重力测

③无法在每个测点建立固定的标志，重力测量与测点定位同时进行；

④海洋重力测量是以测线形式出现的连续点测量，按照需要布设测线网，在测线上取任意密的测点，但测线与测线之间无测点。

②重力测量采用单次观测法，起始、闭合于这些基点；并进行基点比对；

⑤需要准确的船只运动参数(航向、航速及位置)；

⑥要求船只沿航线测线尽量保持匀速、直线航行；★重力测量要求：

①测量船开航前必须取得位于码头（或港池、锚地处）重力基点的绝对重力值、重力仪在基点处稳定后的读数（15～30分钟）、比对时的水深等。③无法在每个测点建立固定的标志，重力测量与测点定2、海洋重力测量的主要形式(1)、海面（船载）重力测量

将重力仪安置在海面舰船或潜水艇内进行动态观测，对测量剖面提供连续的观测值。仪器结构简单，观测方便，工作效率高。但作用在重力仪弹性系统上的除了重力以外，还有许多因船的运动而引起的扰动力，这些扰动力必须在重力观测值中予以消除。(2)、海上航空重力测量

将重力仪装载在飞机或直升机上，进行观测，观测范围广、工作效率高，且不受海面条件的限制，但会受到比船载测量更大的干扰加速度的影响。需要进行如飞机发动机震动、气流引起的垂向和水平加速度以及交叉耦合效应以及厄特夫斯效应等校正，计算重力异常。2、海洋重力测量的主要形式(1)、海面（船载）重力测量

(3)、卫星测高重力测量

利用卫星上装载的雷达测高仪，连续向地球发射雷达脉冲，并接收自地球表面返回的脉冲回波，通过处理，计算出海洋大地水准面高，进而可用于计算海洋重力异常。(4)、海底定点重力测量

将重力仪安放在海底某处，对重力场进行定点测量。(3)、卫星测高重力测量利用卫星

②水平加速度的影响：因波浪或机器震动等因素引起船在水平方向的周期性加速度对重力的影响。

③垂直加速度的影响：因波浪或机器震动等因素引起船在垂直方向的周期性加速度对重力的影响。

①厄缶（厄特夫斯）效应：船相对于地球运动改变了作用在重力仪上的离心力而对重力产生的影响。

3、海洋重力测量所受到的特殊干扰

④交叉—耦合效应：也成C-C效应。当使用旋转型海洋重力仪时，周期相同、相位差90度的垂直加速度和水平加速度共同作用在摆杆上的一种效应。②水平加速度的影响：因波浪或机器震动等因素引起船普通点观测方式示意图各测点的重力值是重力异常吗？为什么？基点1基点2普通点观测方式示意图各测点的重力值是重力异常吗？为什么？基点4.3重力异常的计算

§4.3.1陆地重力异常的计算

§4.3.2海洋重力异常的计算

§4.3.3各种重力异常的地质-地球物理含义4.3重力异常的计算§4.3.1陆地重力异常的计同一测点重力值随时间的变化；重力的变化包括：

不同测点位置的空间变化；重力数据的初步整理：重力异常的计算：陆地重力异常的计算包括两个阶段：消除随时间变化因素的影响消除随测点空间位置变化因素的影响同一测点重力值随时间的变化；重力的变化包括：不同测点位置的

整理的目的：求出消除随时间变化因素影响之后各测点相对于基点的相对重力值。

----重力固体潮校正

----零漂校正----混合零点校正

一、重力数据的初步整理整理的目的：求出消除随时间变化因素影响之后各测

是为了消除太阳、月亮对地表各测点产生的重力变化；已有专用程序可供调用，只须输入测点的经纬度及观测时刻（24小时制）即可。对于大比例尺小工区而言，仅用测区平均经纬度值和各点观测时刻即可；

重力固体潮校正：是为了消除太阳、月亮对地表各测点产生的重力变

为了消除仪器的零点漂移对各测点重力值产生的影响；零漂校正必须在基点控制下予以校正。零漂校正：

对于大比例尺的详查、精测来说，一般应先进行固体潮校正，对余下的纯零点漂移和温度影响残余再作零漂校正。两种校正先后次序不能颠倒。为了消除仪器的零点漂移对各测点重力值产生的影响

当测量精度要求不高，（如小于1：10万比例尺测量）时，可将这两种影响合在一起当作混合零点漂移一次性进行校正，这一整理就称为混合零点校正。混合零点校正：当测量精度要求不高，（如小于1：10万比例尺在GI与GⅡ两基点间进行观测的第i个测点的零点漂移值由下式计算：（混合）零漂校正公式：普通点观测方式示意图校正系数作为普通点观测时GⅠ和GⅡ两基点的重力差；i个测点观测时刻GⅠ点观测时刻GⅡ点观测时刻GⅠ和GⅡ两基点作为基点已知正确的重力差；在GI与GⅡ两基点间进行观测的第i个测点的零点漂移值由下式计如果GⅠ与GⅡ为同一基点，则令上式中的如果GⅠ与GⅡ为同一基点，则令上式中的

经初步整理后，得到的是各测点相对于总基点的相对重力值。各测点的相对重力值中主要包含：二、重力异常的计算12测点空间位置不同（各测点周围地形不同、所处高程、纬度不同等因素）而造成的重力的变化；地下密度不均匀的地质体引起的异常；经初步整理后，得到的是各测点相对于总基点的相对

①地形平坦（L0）；②测线沿东西向布设；③地下有一密度为ρ的球体，围岩的密度为ρ0，且ρ>ρ0；条件例1

东西向测线：各点纬度相同，它们的正常重力值是相等的；

重力异常是球体在各点所引起的引力垂直分量；

各点重力异常值曲线清楚地反映出球体的存在及其水平位置。平坦地形球体的重力异常①地形平坦（L0）；条件例1东例2条件

①地形起伏（T）；②测线沿南北向布设；③地下有一密度为ρ的球体，围岩的密度为ρ0，且ρ>ρ0；

各点处得到的重力值不是完全由球体引起的重力异常。起伏地形观测面示意图例2条件①地形起伏（T）；各点处得到的重力

与地形平坦时的结果比较，在地形起伏面T上观测到各点的重力值，包括：（1）球体引起的重力异常；（2）地形起伏T引起的重力变化；（3）地表T与基准面L0面之间厚度不等的物质层的影响，它对T面上不同测点的影响不同；（4）高程差别引起的重力变化。（5）正常重力场例2与例1的差异

要得到球体引起的重力异常，必须消除随测点位置变化的地形、物质层和高程等因素带来的重力变化。与地形平坦时的结果比较，在地形起伏面T上观测到各点

地形校正：去掉过A点或B点水平面LA，LB以上物质的重力效应；并填满每一水平面与T面之间凹陷的重力影响；

中间层校正：消除A点或B点水平面LA，LB及基准面L0面之间水平物质层（经过地形校正）的影响；高度校正：消除A点或B点与基准面L0之间的高度的影响，这种处理称为高度校正或自由空气校正（意为在测点与基准面之间除了空气，没有别的物质存在）。中间层校正及高度校正合称为布格校正。

正常场校正

为了获得各测点的单纯的重力异常，必须将各测点的重力值按照同一个标准进行一些校正。具体包括：地形校正：去掉过A点或B点水平面LA，LB以上物质的6、均衡校正；1、地形校正；2、中间层校正；3、高度校正；4、布格校正；5、正常场（纬度）校正；6、均衡校正；1、地形校正；2、中间层校正；3、高度校正；4

低于A点的地形，如果填满同样密度的物质，则这部分物质对A点引力的铅垂方向向下，使A点的重力值增大，但由于缺少物质，也使A点的重力值降低。

高于A点的地形质量对A点产生的引力，其铅垂方向的分力向上，使A点的重力值减小；1、地形校正地形影响示意图

不管A点周围地形是高还是低，相对于A点周围地形是平坦的情况下，其地形影响值都将使A点的值变小，故地形校正值总是正的。

在考虑大范围水准面弯曲以及海洋重力数据的整理中，地形校正值将有正有负。与地形平坦的情况相比：低于A点的地形，如果填满同样密度的物质，则这部

目前进行地形校正的具体方法较多，原理大都一样：将复杂的地形按一定要求分割成一系列简单的形状，对每个简单形状地形块通过积分运算求出其校正值，最后按一定范围对所有地形块的校正值求和。应用较多的方法是：扇形域计算法和方形域计算法。地形校正方法目前进行地形校正的具体方法较多，原理大都一样：将

以测点A为圆心，以不同半径R画圆，再通过A点按一定角度间隔作射线，则任意相邻两个半径和与射线及其所围部分都是一个扇形面。如果以h表示该扇形面所表示的柱体相对于A点的平均高度，则该扇形柱体对A点的地形校正值在圆柱坐标系中可表示为：a、扇形域计算方法扇形分区地形校正法示意图以测点A为圆心，以不同半径R画圆，再通过A点令：该柱体平均高程与A点高程之差地表的平均密度令：该柱体平均高程与A点高程之差地表的平均密度

Ri，Ri+1与αi

，αi+1是根据地形复杂程度事先经试验确定的，实际应用中，可制成量板。为了加快计算速度，取σ=1g/cm3。给出不同h值，制成列线图或表格，计算地形影响值时只需查图、表即可。当工区地表岩石平均密度为σ1时，只需将计算的结果乘以σ1即可。扇形分区地形校正法量板示意图Ri，Ri+1与αi，αi+1是根据地形复

方格网为重力测网，网的结点即为重力测点(或网格化的计算点)，每个结点代表了与网格划分同等面积的小面元。若A点坐标为(0，0，h0)，由中心点坐标为的abcd所代表的面元内平均高程与h0之高差为，则这一方形柱体在A点的地形校正值为：方形域地形校正法示意图根据应计算的范围，可以将各结点上即可求得A点的地形校正值。沿x和y方向进行二重数值积分，b、方形域计算方法方格网为重力测网，网的结点即为重力测点(或网格化就重力勘查应用范围来说，地形校正的最大半径一般是：对微重力测量常取2km左右，而对于为寻找油气田的勘探等目的时，最大校正半径为20-30km。几点说明计算中用的密度值，除供全国统一拼图采用地壳平均密度2.67g/cm3外，其余均应用实测地表的平均密度值；为保证精度又要提高效率，地形校正的计算总是分近、中、远三区分别计算，近区因影响大，所以分割要细，中、远区则逐步加大分割的面（体）积；就重力勘查应用范围来说，地形校正的最大半径一般是：对微重力测

B为总基点，A’为A点在过B点的水准面(或大地水准面)上的投影，h为A点与B点的高差(或海拔高程)。2、中间层校正中间层影响示意图经地形校正后，相当于将测点周围的地形“夷为平地”。

A点与A’点相比，多了一个密度为σ、厚度为h的物质层(称为中间层)的引力作用。

h>0，表明测点高于大地水准面（或总基点），物质层在测点下方，其引力将使观测值加大，校正值为负，反之校正值则为正。B为总基点，A’为A点在过B点的水准面(或大地水准面

中间层校正值可通过以测点为圆心（最大地形校正）半径为R、厚度为h、平均密度为σ的水平圆盘的积分求得：地形校正的最大半径中间层校正值可通过以测点为圆心（最大地形校正）半当R一∞当R>>h时：中间层校正公式当R一∞当R>>h时：中间层校正公式3、高度（自由空气）校正中间层影响示意图

经地形+中间层校正后，与A’点相比，A点只剩下高度h的影响。

由自然地表到大地水准面的距离即为海拔高程，高程越大，正常重力值越小。高度校正公式为：纬度测点相对于总基点的高程3、高度（自由空气）校正中间层影响示意图经地形+

高度校正也称为自由空气校正，好像在参考椭球面与测点A之间没有岩层，而只有自由的空气。

当测区较小，高程变化不大时，地球的形状可用球体近似，高度校正公式可简化为：高度校正也称为自由空气校正，好像在参考椭球面与4、布格校正通常将中间层校正与高度校正合并进行，称为“布格校正”简化的布格校正公式为

布格校正的误差来源主要有两个，一是中间层校正时密度取值不准，另一个是高程测量不准。地表岩石平均密度一般不会超过3g/cm3，为提高布格校正精度，主要要提高测点高程的测量精度。4、布格校正通常将中间层校正与高度校正合并进行，称为“布格校

上述关于中间层校正及布格校正的提法是我国及俄罗斯等国采用的，而美国等西方国家把中间层校正称为布格(平板)校正，将布格校正称为综(联)合高度校正。上述关于中间层校正及布格校正的提法是我国及俄罗斯5、正常场（纬度）校正

测点A上的观测重力值经上述校正后，已将其中的正常重力值部分归算到B点所在的水准面(或大地水准面)上了。但如果A点与总基点B点不在同一个纬度上，则A点与B点还存在因纬度不同而带来的正常重力值的不同，这一影响也必须去掉。在大面积（小比例尺）的测量中，测点上的值都换算成绝对重力值了，所以引入正常场校正，其方法是将测点的纬度代入正常重力公式计算出正常重力值，再从观测值中减掉它即可。

，5、正常场（纬度）校正测点A上的观测重力值经上述

在小面积（大比例尺）的测量中，只需求出各测点上的相对重力值，引入纬度校正。纬度校正公式利用正常重力值g0随纬度的变化率导出来的，具体公式为：当较小时，它可以用测点到总基点间纬向(南北向)，D，和地球平均半径R的关系为：距离D来表示。在小面积（大比例尺）的测量中，只需求出各测点上的相对6、均衡校正a、均衡的发现

1735年和1745年间，布格(Bouguer)领导的一个法国大地测量队，在秘鲁测量子午线的弧长。他们认为，安第斯山(Andes)对铅垂线有一个水平引力，而这一引力会引起铅垂线方向发生局部变化。但观测到的垂线偏差比理论上计算出的、已知的安第斯山地形起伏引起的数值要小得多。均衡的发现示意图理论计算的偏角实测偏角1854年，英国学者普拉特(J．H．Pratt)在喜马拉雅山脉附近根据地形的计算，估计垂线偏差为28″，但是实际只有5″。

1889年，Dutton引用“均衡”(isostasy)来解释这一现象。6、均衡校正a、均衡的发现均衡的发现示意图理论计算的偏角实测

在地下某个深度(称为补偿深度)的下面，地球内部的压力是流体静压力或静水压力，即在补偿深度处单位横截面上覆柱体的重量是完全相等的（地球曲率的小的校正会造成一些差别）；如果在地球的表面存在过剩的负载，例如山脉，洋脊或冰帽，那么如果达到了均衡，在这个表面之下，补偿深度之上，一定存在一个等效的补偿质量的亏损；对于海洋，这样的亏损负载会出现相反的情况。均衡运动和其他类型的垂向运动对于地壳的影响表明，横向流动可能出现在补偿深度之下相对弱的，称为软流圈的地区；而上覆的比较强的岩石圈，或由于弹性弯曲，或是由于断裂和流动，一定达到了均衡平衡。123b、均衡的原理在地下某个深度(称为补偿深度)的下面，地球内部的假说1：普拉特(Pratt，1855)假说

假定在补偿深度之上，地壳的密度是横向变化的，这个变化依赖于上覆地形起伏的高程，均衡条件要求：

=常数

1855年，地球物理‘学家提出了两种主要的均衡假说，来试图解释补偿地表地形起伏的下伏质量分布的形态。补偿深度地形起伏高度下伏物质密度c、均衡假说与地壳均衡学说假说1：普拉特(Pratt，1855)假说1855

根据普拉特假说，山脉的下方是异常低密度的岩石，并延伸到补偿深度；而海洋下伏了密度比较高的岩石。地形高低不同的柱体，其密度各不相同。美国大地测量学家Hayford在20世纪初发展了这个假说，他任意地把补偿深度取为113．7km。普拉特地壳均衡模型根据普拉特假说，山脉的下方是异常低密度的岩假定地球最上部的地壳是一个低密度的“壳”，上覆于一个高密度的底层，这个“壳”及底层具有均匀的密度，并假定比较硬的“壳”或岩石圈漂浮在流体底层(即软流圈)上面。这个低密度壳的底部等同于坚硬的岩石圈与软弱的软流圈之间的边界。由低密度壳的厚度变化实现这一补偿，即山脉下伏了比通常厚的地壳(一个山根)，而海洋下伏了比通常薄的地壳(一个反山根)。在忽略了地球曲率情况下的均衡条件为：

山根的深度地形的高程底层的密度“壳”的密度假说2：艾里(Airy，1855)假说假定地球最上部的地壳是一个低密度的“壳”，上

艾里地壳均衡模型

艾里补偿面与普拉特假说的不同，不再是一个等深度面，而是有一定起伏的曲面。艾里地壳均衡模型艾里补偿面与普地壳均衡学说：

（1）普拉特模型：a.陆地区地壳平均密度为σ0，柱体海拔高度为H，密度为σ，均衡条件为：,D为从大地水准面起算的补偿深度。柱体密度为：。。b.海洋区海水深度为h，密度为σ2，均衡条件为：则海底到均衡面间柱体的密度σ1为

（2）艾里模型：设地壳平均密度为σ0（2.67），岩浆平均密度为σ（3.27），地壳的平均深度为T，均衡面到平均深度的厚度为t，地形海拔为H，海水深度为h。a.山区均衡条件为，山根厚度：b.海洋区均衡条件为：，反山根厚度：地壳均衡学说：（1）普拉特模型：d、均衡校正和均衡重力异常

均衡校正：对均衡作用造成的地壳内部质量的不足或过剩的影响所进行的校正，就叫做均衡校正。这种校正主要是对很大区域的重力测量数据进行的，涉及到地壳构造运动和结构等地学基础问题，对于一般的找矿、工程勘查灯无需作这种校正。

均衡校正的实现：两个步骤：---将大地水准面以上多余的按正常地壳密度分布的物质全部“移去”；即遍及全球的地形校正；---将移去的质量全部“填补”到大地水准面以下至均衡补偿面之间的范围内。d、均衡校正和均衡重力异常均衡校正的实现：两个步骤：4.3重力异常的计算

§4.3.1陆地重力异常的计算

§4.3.2海洋重力异常的计算

§4.3.3各种重力异常的地质-地球物理含义4.3重力异常的计算§4.3.1陆地重力异常的计瞬时海平面大地水准面基点船甲板重力仪重心瞬时海平面大地水准面基点船甲板重力仪重心

一、海洋重力测量数据预处理主要包括：（一）、重力基点比对（二）、重力仪滞后效应校正（三）、重力仪零点漂移改正（四）、测量船吃水改正二、海洋特殊重力异常改正三、海洋重力异常的计算

四、重力异常的图示§4.3.2海洋重力异常的计算一、海洋重力测量数据预处理主要包括：§4.3.2

月球的引力影响为主要因素。在多数远海的潮汐中，水柱的波动要小于1m，潮汐校正量(<0.3mGal)小于测量误差(通常大于1mGal)，在计算平均海平面上的重力时不予考虑。然而在潮汐高能达到几米的浅水区，要考虑校正。

还有地球固体潮变形的影响，它最大可以使地球半径变化达到0.56m，而导致0.3mGal的重力变化，在进行海面测量时一般将其忽略。潮汐运动所引起的水体变化而导致的固体地球的变形所带来的重力变化一般小于0.02mGal，也可以忽略。潮汐校正月球的引力影响为主要因素。在多数远海的潮汐中，水柱的（一）、重力基点比对重力基点比对计算公式：（1）重力仪与重力基点之间纬度差改正公式根据重力仪到重力基点的距离和方位角B，计算二者在南北向的距离dB和纬度差改正量。（一）、重力基点比对重力基点比对计算公式：（2）重力读数归算到重力基点高程面的改正公式基点到水面的高度(m)船左舷甲板面到水面的高度(m)重力仪重心到基点高程面的高度(m)船右舷甲板面到水面的高度(m)重力仪重心到甲板面的高度(m)比对重力基点时重力仪读数，单位为格；归算到重力基点面高程时重力仪读数，单位为格；SZ

：SJ

：（2）重力读数归算到重力基点高程面的改正公式基点到水面的高度重力仪滞后效应：重力仪在某一瞬间所读得或记录的重力观测值不是当时测量船所在位置的重力值，而是在滞后时间前的那一瞬间的重力仪感应值。

原因：海洋重力仪的灵敏系统均采用了强阻尼措施；

校正：将这一滞后影响消除，使重力仪读数与某一时刻的地理坐标和水深数据正确对应；

计算校正量：在野外测量之前，在实验室进行重复测试，取其平均值作为该仪器的滞后时间常数；（二）、重力仪滞后效应校正重力仪滞后效应：重力仪在某一瞬间所读得或记录的重力观测值不是（三）、重力仪零点漂移改正

假设海上重力测量开始和结束后分别在基点A和B进行了比对工作。两个基点之间的绝对重力差值为：

重力仪比对时所得到两个基点之间的绝对重力差值为：比对的时间差：零点漂移变化率为：各重力测点相对于A点的零漂量为：（三）、重力仪零点漂移改正假设海上重力测量开

计算公式为：（四）、测量船吃水改正测量前测量船左右舷甲板面到水面高度的平均值（m）测量前后基点对比时间之差，单位为小时测量后测量船左右舷甲板面到水面高度的平均值（m）计算公式为：（四）、测量船吃水改正测量前测量船

一、海洋重力测量数据预处理主要包括：（一）、重力基点比对（二）、重力仪滞后效应校正（三）、重力仪零点漂移改正（四）、测量船吃水改正二、海洋特殊重力异常改正三、海洋重力异常的计算§4.3.2海洋重力异常的计算一、海洋重力测量数据预处理主要包括：§4.3.2

使仪器的摆杆与水平方向的夹角发生变化，而且在平行旋转轴方向上使摆杆晃动，这种影响称为直接影响。将摆杆强制在水平位置附近，直接影响就可以大大削弱。水平加速度对处于倾斜的仪器还有一种间接影响，称为布隆尼效应。产生这种效应的原因是由于原来保持重力仪水平的常平架相当于绕定点转动的摆，在水平加速度a的作用下常平架的轴线偏离垂线方向，而处在重力g和水平加速度a的合力方向上，因此重力仪测得的是此合力，需在观测重力中加上此项校正，其值为：（一）水平加速度影响校正

因波浪或机器震动等因素引起测量船在水平方向上的周期性加速度对重力的影响。使仪器的摆杆与水平方向的夹角发生变化，而且在平行旋转水平加速度a在X轴方向上的分量水平加速度a在Y轴方向上的分量采用一对长短周期摆实际测得水平加速度a在X轴方向上的分量水平加速度a在Y轴方向上的分量（二）垂直加速度影响校正

因波浪或机器震动等因素引起的周期性垂直加速度对重力的影响。理论上，只要在一个时间段(通常在3～5min)内进行观测，取观测的平均值，就可以消除垂直加速度的影响。实际上，垂直加速度的振幅往往很大，在平静海况下可达(10～20)×104g.u.；在较恶劣海况下可达100×104g.u．，因此它的变化范围远远超出重力仪的读数范围。一般采用黏滞性很大的液体或强磁场进行强阻尼，削弱这种周期性垂直加速度的幅度，或采用数字滤波的方法予以消除。（二）垂直加速度影响校正因波浪或机器震动等因（三）交叉-耦合效应校正

当测量船受到的水平加速度和垂直加速度出现频率一样而相位不同时，旋转式重力仪会产生交叉耦合效应。

旋转式重力仪通常配备专用的交叉耦合效应改正计算机。在放置重力仪的稳定平台或重力仪外壳上安装水平加速度计、实时测量出水平加速度并由计算机及时计算合成为交叉耦合加速度，直接对重力仪读数进行交叉耦合校正。（三）交叉-耦合效应校正当测量船受到的水平加速度和垂（四）.厄特弗斯改正

测量船在同一条东西向的测线上测量重力时所测得的重力：

自东向西时

大于

自西向东时原因：科氏（科里奥利）力对重力仪的附加作用。这种影响成为厄特弗斯效应。（四）.厄特弗斯改正测量船在同一条东西向的测

假设测量船的航向角为A，航速为V，则向东和向北的两个分速度：VE=VsinA，VN=VcosA。

东向分速度使地球自转增加了一个角速度，大小为：

北向分速度对应的角速度产生一个附加的离心力，直接作用于重力方向。角速度和离心力大小分别为：

假设测量船的航向角为A，航速为V，则向东和向

若把地球看作均质球体，则安装在以速度V和航向A航行的船只上的重力仪所受的重力值为：地球引力地球自转角速度

地球表面上的实际重力值应为：若把地球看作均质球体，则安装在以速度V和航向A航行的

则厄特弗斯改正量为二者之差：

将参数R和w值代入上式，可得使用计算式如下：则厄特弗斯改正量为二者之差：将参数R和w值代

一、海洋重力测量数据预处理主要包括：（一）、重力基点比对（二）、重力仪滞后效应校正（三）、重力仪零点漂移改正（四）、测量船吃水改正二、海洋特殊重力异常改正三、海洋重力异常的计算四、重力异常的图示§4.3.2海洋重力异常的计算一、海洋重力测量数据预处理主要包括：§4.空间重力异常：

是对观测重力值仅作高度校正和正常场校正得到的重力异常。布格重力异常：

是对观测值进行地形校正、布格校正(高度校正与中间层校正)和正常场校正后获得的重力异常。空间重力异常：布格重力异常：

（一）、测点绝对重力值计算：（二）、海洋空间重力异常计算：（三）、海洋布格重力异常计算：§4.3.2海洋重力异常的计算（一）、测点绝对重力值计算：§4.3.2海洋重力瞬时海平面大地水准面基点船甲板重力仪重心瞬时海平面大地水准面基点船甲板重力仪重心（一）、测点绝对重力值计算重力基点的绝对重力值测量船吃水改正值重力仪零点漂移改正值厄特弗斯改正值重力仪格值测点处重力仪读数（经滞后效应改正）重力基点处重力仪读数（经重力基点比对）（一）、测点绝对重力值计算重力基点的绝对重力值测量船（二）、海洋空间重力异常测点的绝对重力值测点对应的正常重力值瞬时海面到大地水准面（平均海面）的高度重力仪相对于瞬时海面的高度（二）、海洋空间重力异常测点的绝对重力值测点对应的正常重力值（三）、海洋布格重力异常测点布格重力异常测点空间重力异常由平均海面起算的测点水深瞬时海面到平均海面的高度地壳平均密度（2.67)海水密度（1.03）（三）、海洋布格重力异常测点布格重力异常测点空间重力异常由平海洋布格重力异常与陆地布格重力异常的区别：

陆地布格重力异常：只考虑大地水准面以上的质量，对于大地水准面以下的物质及其分布情况不作考虑，将测点到大地水准面之间物质的质量舍弃。陆地上的重力值通常是在高于大地水准面的地球表面测得的，向下归算时考虑中间层物质对实测点的引力，将引力减去符合物理规律，而且高度校正和中间层校正所使用的高度是一致的。

海洋布格重力异常：考虑大地水准面以下的质量，在计算时将大地水准面以下的海水层用岩石填满，这意味着对水准面以下的地球质量进行了调整。这种增加大地水准面以下物质的方法完全是人为的，无法用物理学理论进行解释，只能用均衡理论来解释。高度校正和中间层校正中所使用的高度不一致，前者为重力仪到大地水准面之间的距离，后者为大地水准面到海底之间的距离。海洋布格重力异常与陆地布格重力异常的区别：陆水陆联测点的布格校正123456点位1：仪器在地面上的陆地测点；当仪器直接放在地面上时，布格校正值=fh1，布格校正系数：岩石密度点位2：仪器高于地面的陆地测点仪器高于地面，例如处在三角架上时，{布格校正值}(g.u.)=e是仪器高出地面的高度点位3：水上测点（仪器放在水面以上三角架上观测）{布格校正值}(g.u.)：

e是仪器高出水面的高度。第二项是水层(厚度为d)布格校正值，水的密度取为1，即淡水的密度。点位4：水下测点仪器放在水底观测，{布格校正值}(g.u.)为：第二项是水层的向上引力校正。点位5：在基准面以下的水下测点相对于基准面的高程h取负值，{布格校正值}(g.u.)为：点位6：在水面船只上的重力测量以海平面为基准面，因而不进行自由空气校正，只有中间层校正：水陆联测点的布格校正123456点位1：仪器在地面上的陆地测

为了对异常进行识别、分析和解释，总是把异常用各种图件来表示，统称为异常图。四、异常的图示异常平面图异常剖面图异常平剖图重力异常平面等值线图重力异常剖面图重力异常平面等值线图重力异常剖面平面图为了对异常进行识别、分析和解释，总是把异常用各种图件1、空间重力异常；

2、布格重力异常；3、均衡重力异常；4.3.3各种重力异常的地质-地球物理含义1、空间重力异常；4.3.3各种重力正常重力

当地球形状及其内部物质密度分布为已知时，应用重力位函数公式可以求出地面上任一点的重力位。但地球表面的形状十分复杂，且其内部的密度分布并不清楚，因此不可能直接利用公式计算地球的重力位。为此，引入一个与大地水准面形状十分接近的正常椭球体来代替实际地球。假设：（1）正常椭球体表面是光滑的；（2）内部的密度分布是均匀的；或者成层分布且各层的密度是均匀的；（3）各层界面都是共焦点的旋转椭球面；这样，椭球体表面上各点的重力位可根据其形状、大小、质量、密度、自转的角速度几个点位置等计算出来。在这种条件下得到的重力位称为正常重力位。求得的相应重力值称为正常重力值。正常重力当地球形状及其内部物质密度分布为已知时，应用重TT′：地表面；NN′：通过测点的平面；HH′：大地水准面；DD′：正常地壳厚度平面；MM′：莫霍面；局部场源体质量分布局部场源体剩余质量分布TT′：地表面；局部场源体质量分布局部场源体剩余质量分布HH′DD′2.673.27一、空间重力异常(a)代表正常重力值对应的参考椭球体，仅绘出地表部分，用表示；（a）(b)代表地球自然表面TT’上A点的重力观测值，经零点漂移校正后，用gk表示；（b）HH′DD′2.673.27一、空间重力异常(

A点在大地水准面HH’上投影处的正常重力值为。空间重力异常就是对观测重力值仅作高度校正和正常场校正而得，即：（b）（C）A点在大地水准面HH’上投影处的正常重力值为

只作了高度校正，在重力观测值中，地表面TT’到大地水准面HH’间物质的影响仍然存在，因而相当于好像把这层物质都“压缩”到大地水准面上，没有改变地球的实际质量。

做正常场校正就相当于从观测重力值中消除密度为正常分布（即等于地壳的平均密度2.67g/cm3）的大地椭球体的正常重力值，大地水准面HH’与地壳平均深度平面DD’间的物质被消除了，而DD’面与莫霍面MM’之间变为密度等于-0.60g/cm3的物质。空间重力异常反映了实际的地球形状和物质分布与大地椭球体的偏差。

（C）只作了高度校正，在重力观测值中，地表面TT’

空间重力异常还包含了地形的影响。去掉了这一影响，得到了经地形校正的第二种空间重力异常，即：

该异常称为法耶异常。做地形校正后，已经局部地改变了地球的质量分布。（C）（d）空间重力异常还包含了地形的影响。去掉了这一影响，得到

布格重力异常是勘探部门应用最为广泛的一种重力异常，它是对观测值进行地形校正、布格校正(高度校正与中间层校正)和正常场校正后获得的，即：二、布格重力异常（d）（e）布格重力异常是勘探部门应用最为广泛的一种重力异

经过地形校正和布格校正后，相当于把大地水准面上多余的物质(具有正常密度2.67g/cm3)消去了；

做了正常场校正后，大地水准面以下按正常密度分布的物质也消失了。

布格异常包含了壳内各种偏离正常密度分布的矿体与构造的影响，也包括了地壳下界面起伏而在横向上相对上地幔质量的巨大亏损(山区)或盈余(海洋)的影响。所以，布格重力异常除有局部的起伏变化外，从大范围来说，在陆地，特别在山区，是大面积的负值区。山越高，异常负得越大；在海洋区，则属大面积的正值区。经过地形校正和布格校正后，相当于把大地水准面上三、均衡重力异常

均衡重力异常：布格异常经均衡校正后得到均衡异常，依据均衡异常便可以研究全球范围内不同地区地壳的均衡状态。（e）（f）三、均衡重力异常均衡重力异常：布

在完全均衡的条件下，均衡异常接近于零，即大地水准面以上多出的物质正好补偿了大地水准面至均衡面之间缺失的物质。如果填补进去的物质数量超过了下面缺失的质量，则壳内就有比正常密度分布时多余的物质存在，此时均衡异常为正值。这种情况称为补偿不足。

如果填补进去的物质数量还不足以弥补下面质量的亏损，则壳内这种亏损的质量将形成负的均衡异常，它说明地壳下界面已超过正常地壳的深度，故这种状态又称为补偿过剩。在完全均衡的条件下，均衡异常接近于零，即大地水准面以§4.2

：重力仪与野外重力测量方法§4.2.1海洋重力仪

一、海洋重力仪简介

二、重力仪基本原理

§4.2.2野外重力测量方法一、陆地野外重力测量方法

二、海洋野外重力测量海洋重力测量§4.2：重力仪与野外重力测量方法海洋重力测量

目前，世界上最先进的可移式绝对重力仪为法国和意大利的产品，其准确度约为±0.05g.u.。

我国是当今少数几个能进行